小喀湖有机碳记录的慕士塔格地区过去200年温度变化

李帅华 ，金章东，张 飞，张小龙 ，谢 营，徐柏青

以气候变暖为主要特征的全球变化是当今人类社会面临的最严峻挑战之一。IPCC第五次评 估 报 告（IPCC，2013） 指 出，1901 — 2012年全球平均陆地和海洋表面温度升高了0.89℃（0.69 — 1.08℃，90%置信区间），其中1983 —2012年可能是北半球过去1400年中最暖的30年。强烈而快速的温度变化对全球冰冻圈变化、海平面升降、陆地生态系统格局等方面产生了重要的影响，严重掣肘人类的生产、生活和可持续发展。因此，准确评估现在及预测未来温度变化已成为各国政府及人民普遍关注的焦点。

过去是打开未来的钥匙，要辨识现代的温度变化特征、解译人类活动的影响并准确预测未来的温度变化，依赖于对过去温度变化规律的认知程度。利用代用介质进行古气候变化研究是认识过去温度变化的有效手段。

青藏高原是气候变化的敏感区，气候变化的微小波动会引起其环境因子的强烈响应。因此，青藏高原是研究全球气候变化的理想实验室，对青藏高原古温度变化进行研究不仅有助于加深对区域气候变化特征的认识，还有助于全面评价与掌握全球变化的规律与机制（姚檀栋和朱立平，2006）。利用冰芯、树轮和湖芯等地质-生物介质，前人已重建了青藏高原地区万年、千年至百年时间尺度的温度变化历史。万年时间尺度上，冰芯δ18O记录揭示青藏高原地区冷暖波动幅度比南、北极地区强烈，体现了青藏高原对全球气候变化响应的敏感性（姚檀栋等，1997）。千年时间尺度上，重建结果揭示青藏高原温度变化，尤其是典型气候特征时期的起讫时间及持续时期存在显著空间差异（张彦成等，2012）。例如：中世纪暖期在喀喇昆仑和高原中东部地区的结束时间要比其他地区早约两个世纪；而小冰期期间的三次冷波动事件在上述区域的发生时期差异更为显著，错位现象明显。温度变化的空间差异在百年时间尺度上表现亦十分明显。姚檀栋等（2006）汇总分析了1900年以来达索普、普若岗日、古里雅和敦德冰芯δ18O变化，发现近百年来青藏高原温度变化南北和东西差异显著。利用高原北部马兰冰芯δ18O记录和气象观测资料，王宁练（2006）揭示近六十年来青藏高原南部和北部地区暖季气温在年代际时间尺度上呈反相位变化特征，其分界线大致位于32°—33° N附近一带。然而，杨保（2012）利用树轮记录揭示近五十年来青藏高原南、北部的温度变化基本为同相位变化，没有明显的空间差异。相比于南部和东部地区，青藏高原西北部地区的古气候研究相对薄弱（Liu et al，2014；殷铎等，2016），唯一的高分辨率冰芯δ18O记录仅有49年（Tian et al，2006）。因此，有必要在高原西北部地区开展高分辨率的古气候研究，以更全面认识青藏高原气候变化及其空间特征。

本文以位于慕士塔格地区的小喀湖为研究对象，通过对沉积物中总有机碳含量（TOC）的分析，结合现代过程，以较高分辨率（约3年）揭示该区近200年来的温度变化，并讨论其空间特征和差异。本研究将弥补该区过去温度变化记录的缺乏，进而为重建历史时期区域性气候变化特征及探讨青藏高原古气候空间变化特征与机制提供基础科学依据。

1 研究区概况

小喀湖（38°27.67′ — 38°28.62′ N，75°01.77′ —75°03.02′ E）位于青藏高原西北部的慕士塔格山西北侧（图1a），是晚更新世后冰川退缩、冰碛阻塞形成的堰塞湖（张瑞江，2010）。该湖是个开放型湖泊，在西南部与上游湖泊相连通，在东北部有出湖径流（图1b）。湖水主要依靠降水补给。该湖湖面海拔为3661 m，面积约为1.48 km2，平均水深为11 m，最大水深约为29 m（图1c）。

图1 小喀湖区域位置（a）、概况（b）和水下地形与钻孔位置（c）Fig.1 Site of Little Kalakul Lake on the NW Tibetan Plateau (a), geography showing of Little Kalakul Lake catchment and bathymetric contour of Little Kalakul Lake and the coring site (c)

小喀湖湖区主要受西风环流影响（图1a），属于高寒、荒漠气候。中国科学院慕士塔格西风带环境综合观测研究站（图1b）的观测结果（图2a）显示，该区2011 — 2013年多年平均气温为0.1℃；多年平均降水量为152.4 mm，降水主要集中在4 — 9月份（约占全年降水量的84%）。与慕士塔格站海拔（3100 m）相近、距其约75公里（直线距离）的塔什库尔干自治县1957 — 2012年气象观测资料（图2b）显示，该区多年平均气温为3.6℃；多年平均降水量仅为75.2 mm，降水主要集中在春、夏两季（约占全年降水量的76%）；多年平均相对湿度为39.9%；多年平均蒸发量高达1500.0 mm（张瑞江，2010），气候十分干旱。湖区植被稀疏，主要分布在河谷湿地区（图1b）；植被主要以低矮的一年生和多年生的禾草类、艾属、针茅属等草本植物为主，生长季节短暂，主要集中在6 — 8月（杨清理等，2012）。野外考察发现，湖泊内部浅水区发育有大量挺水植物，水深约10 m内分布有大量沉水植物。

2 材料与方法

2013年6月，中国科学院青藏高原研究所与地球环境研究所对小喀湖进行了综合科学考察，并利用UWITEC活塞钻（奥地利）在水深约22 m处获取了长为6.28 m的湖芯（图1c）。湖芯柱样通体为墨绿色泥、无明显层理。取样后，在慕士塔格观测站实验室内，将湖芯按1 cm间隔分样，共获得628个沉积物样品。所获得的样品置于温度为4℃冰箱中冷藏，之后运回实验室冷冻保存，直至分析测试。本文主要对湖芯上部77 cm样品进行分析，其平均含水量为85.1% ± 4.7%，并且富含植物碎屑和贝壳。实验分析测试前，将全部77 cm样品冷冻干燥。同时采集了流域内7种优势陆生植物、7个沉水植物、1种挺水植物和1个菌藻样品，所采植物标本均未鉴定种属。

采用美国ORTEC公司生产的GWL-120-15井型高纯锗马谱仪对湖芯上部60 cm样品进行210Pb和137Cs放射性活度测定，其中顶部30 cm按1 cm间隔测样，其余按2 cm间隔测样。将湖芯样品装于7 mL聚乙烯离心管中，精确称量其重量，用帕拉胶密封、静置一个月后上机测样。样品的测量时间为80000 s。总210Pb活度通过分析能量为46.5 keV的伽马射线能谱获得；226Ra活度通过测量214Pb活度（能量为295.2 keV和352 keV的伽马射线能谱）获得；137Cs活度通过分析能量为662 keV的伽马射线能谱获得。总210Pb活度减去226Ra活度即为过剩210Pb活度（210Pbex）。测样过程中，采用中国原子能研究院制作的标准源样品（210Pb、226Ra和137Cs活度的不确定度分别为5.0%、4.5%和3.6%）对仪器探测效率进行标定。

图2 慕士塔格观测站（a，2011—2013年）和塔什库尔干县（b，1957—2012年）多年月平均气温和多年月平均降水量Fig.2 Monthly distribution of mean annual temperature and mean annual precipitation at Muztag Ata (a, AD 2011—2013) and Taxkorgan stations (b, AD 1957—2012)

采用岛津公司生产的TOC-VCPH仪器测定植物和菌藻样品及沉积物的TOC含量。先分别测定每个样品的总碳和无机碳含量，之后采用差减法获得TOC含量，测量误差小于1%，详细步骤参照Wang et al（2012）。实验过程中采用葡萄糖（C6H12O6·H2O，碳含量为36.33%）和碳酸钠（Na2CO3，碳含量为11.32%）分别作为总碳和无机碳含量测定的参考物质。

采用凯式定氮法测定植物和菌藻样品及沉积物的总氮（TN）含量。方法为：称取约500 mg样品置于消化管中，加入5 mL浓硫酸和催化剂，在300℃消煮炉上消煮3 — 4 h至管内液体为乳白色或蓝绿色，冷却后在半自动凯氏定氮仪上滴定。根据酸耗量和样品质量计算样品的TN含量，分析误差小于0.1%。

上述实验均在中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室内完成。

3 结果

3.1 定年结果

小喀湖上部60 cm沉积物的210Pbex和137Cs活度测定结果（图3a和图3b）显示，210Pbex活度随深度增加呈稳定指数衰减规律，并且在约50 cm深度处总210Pb活度与226Ra活度达到平衡（210Pbex活度约为0）；137Cs活度在24.5 cm深度处具有初始值，并且在18.5 cm深度处达到峰值，分别代表了人工核试验初始时间1952年和高峰时间1963年（Appleby，2002）。依据210Pbex指数衰变规律，计算获得小喀湖上部60 cm湖芯的平均沉积速率为0.38 cm · a−1。按照该平均沉积速率推算 24.5 cm 和18.5 cm深度处样品的年龄分别为1949年和1964年（图3a），这与同层位137Cs反映的绝对年龄时标基本吻合（图3b），说明采用平均沉积速率对湖芯样品进行定年是可行的。由此外推确定，小喀湖上部77 cm沉积物的年龄为AD 1812 — 2012年，共计200年，其中每1 cm样品的年代分辨率约为2.6年（图3c）。

3.2 总有机碳（TOC）、总氮（TN）和C/N比

小喀湖沉积物TOC含量、TN含量和C/N比结果如图4所示。其中，TOC含量为5.1% — 12.2%，平 均 含 量 为 7.4% ± 1.5%（ 图 4a）；TN 含 量为 0.4% — 1.8 %，平均含量为 0.8% ± 0.3%（图4b）；C/N 比为 6.4 — 14.4，平均值为 9.1 ± 1.5（图4c）。1812 — 2012年，小喀湖沉积物TOC含量整体呈现波动中升高趋势，其中升高最为剧烈时段为1980 — 2004年（TOC含量从6.2%升至最高12.2 %），其次为1864 — 1914年（TOC含量从最低5.1 %升至8.9 %）；而在1812 — 1864年、1914 — 1980年和2004年以来，TOC含量呈现降低趋势（图4a）。近200年来，小喀湖沉积物TN含量整体呈现与TOC含量较为一致的变化趋势（两者线性相关系数R2= 0.74，p ＜ 0.0001），但TN变化幅度相对较小（图4a和图4b）。1812 — 2012年，小喀湖沉积物C/N比总体呈现波动中缓慢降低趋势（图4c）。

图3 小喀湖沉积物210Pbex和137Cs活度随深度变化（a，b）及年代与深度对应关系（c）Fig.3 Depth prof i les of 210Pbex and 137Cs activities (a, b), and chronology of the upper 77 cm sediments of Little Kalakul Lake

图4 近200年来小喀湖沉积物TOC含量、TN含量和C/N比变化Fig.4 Variations in content of total organic carbon (TOC), total nitrogen (TN) and C/N ratio in Little Kalakul Lake sediments over the last 200 years

4 讨论

4.1 小喀湖沉积物TOC来源与气候指示意义

湖泊沉积物中的TOC含量是湖泊内、外源有机物质输入和保留的综合反映，其与气温、降水和湖泊化学成分等的变化密切相关。因此，TOC常被用来指示流域温度或降水量等的变化（Krishnamurthy et al，1986；沈吉等，2010；An et al，2011）。沉积物中内源TOC是湖泊自身水生生物产生的有机物质输入，而外源TOC主要是流域内陆生植物的输入（朱立平等，2007；朱正杰等，2016）。基于TN对水生生物生长的限制，C/N比常被用来确定湖泊沉积物中TOC的来源（Krishnamurthy et al，1986）。研究表明，陆生维管束植物通常具有高于20的C/N比，而水生菌藻类生物的C/N比多低于10。因此，当湖泊沉积物的C/N比小于10时，表明沉积物中的TOC以湖泊内水生有机质输入为主；当C/N比大于20时，则以陆生植物输入为主；而当C/N比介于10 — 20时，沉积物中的有机质为内、外源混合输入。

由小喀湖流域内陆生植物、水生植物、菌藻样品的C/N比值（图5和表1）可知，陆生植物的平均值为 29.4 ± 13.8，范围为 18.7 — 58.7；水生植物（沉水和挺水植物）的平均值为14.3 ± 2.5，范围为10.8—17.8；菌藻的C/N比为1.9。统计分析（Student-t检验）表明，陆生植物的C/N比显著高于水生植物（P = 0.009）。对比结果（图5b）显示，小喀湖沉积物C/N比值（范围为6.4 — 14.4）总体低于陆生植物，与水生植物相近，表明小喀湖沉积物中的TOC主要来源于湖泊内部水生生物。这与小喀湖湖区气候寒冷、干旱少雨、陆生植物发育较差等气候植被状况相符。

图5 小喀湖流域陆生植物、水生生物的C/N比（a）及其与沉积物对比结果（b）Fig.5 C/N ratios in terrestrial plants and aquatic organisms collected in the Little Kalakul Lake catchment (a), and comparisons of them with the C/N ratios in lake sediments (b)

本文还考虑了小喀湖沉积物中TOC含量变化是否会受到“湖泊开放”条件的影响。首先，在小喀湖中，湖泊处于水量相对平衡状态，水深基本不变化，即氧化还原等条件基本不变，说明小喀湖沉积物中TOC变化基本不受保存条件影响。其次，小喀湖浅水区与深水区交界处地形陡峭，水深由＜7 m直接深至＞19 m，因此径流水动力变化（或冲刷作用）对其沉积物TOC变化的影响也应相对较小。因此，小喀湖沉积物中TOC含量变化基本不受“湖泊开放”条件的影响，主要与湖内水生生物生产力有关。

湖泊内部水生生物的生长则主要受控于湖泊的营养条件和温度变化（朱立平等，2007）。小喀湖沉积物的TN含量较高（平均值为0.8% ± 0.3%，图4b），说明湖泊处于良好的营养状况。近200年来，小喀湖沉积物的TN和TOC含量基本同步变化，但TN的变幅明显低于TOC的变幅（图4a和图4b），表明温度是小喀湖沉积物TOC含量变化的主控因素。进一步地，将小喀湖上部沉积物的TOC含量与塔县气象站1957 — 2012年的温度、降水和相对湿度记录以及慕士塔格1955 — 2003年冰芯δ18O记录（Tian et al，2006）进行对比（图6）发现，TOC含量与区域温度具有较为一致的变化趋势，尤其是1980 — 2004年间的迅速升高和2004年以来的波动降低（图6a和图6b）。这进一步证实温度是控制小喀湖沉积物TOC含量变化的主导因素。在细节上，与塔县温度记录相比，小喀湖沉积物TOC含量与慕士塔格冰芯δ18O的一致变化趋势更为显著，并且两者的波动幅度均明显小于塔县温度（图6a和图6b）。这可能与代用指标对温度变化的响应敏感程度有关。准确地说，水生生物的生长受控于水体温度的变化，而水具有更高的比热容，由此水体的温度波动幅度小于气温是可以理解的。尽管如此，TOC含量与塔县温度及慕士塔格冰芯δ18O在半个世纪里的一致变化趋势（图6a和图6b）表明，小喀湖沉积物中的TOC含量是反映湖区温度变化的良好指标。

表1 小喀湖区陆生植物和水生生物TOC含量、TN含量、C/N比结果Tab.1 Content of TOC and TN, C/N ratios for terrestrial plants and aquatic organisms collected in the Little Kalakul Lake catchment

4.2 近200年慕士塔格地区的温度变化

根据小喀湖沉积物TOC含量重建了慕士塔格地区近200年的温度变化历史，结果如图7a所示。近200年来，TOC总体呈现升高趋势。其中，TOC升高最为显著时段为1980 — 2004年，该时段TOC的升高幅度达总变化幅度的86%；其次为1864 — 1914年，该时段TOC的升高幅度占总变化幅度的53%。这表明，近200年来，慕士塔格地区整体呈现升温趋势；其中升温最为剧烈时期为1980 — 2004年，其次为1864 — 1914年。与此同时，小喀湖沉积物中TOC含量在1812 — 1890年和1970 — 1980年低于平均状态，表明在这两个时段慕士塔格地区气候相对寒冷。

将该温度曲线与邻近的多介质汇总（树轮、冰芯和历史文献记录）（Shi et al，2015）、树轮（Cook et al，2012）和古里雅冰芯温度记录（Thompson et al，1997）（各记录地理位置如图1a）进行对比，结果如图7所示。从图7中可以看出，四条温度记录（湖泊沉积物、多介质汇总、树轮和冰芯）均显示近200年的总体升温特征，同时还揭示了小冰期结束后约近半个世纪的快速升温特征。然而，小喀湖沉积物TOC所揭示的温度变化存在一定的年代错位或冷暖波动幅度变化差异：小喀湖TOC揭示最冷时期为19世纪60年代，而树轮、多介质汇总和冰芯重建的温度记录揭示最冷时期为19世纪30年代；小喀湖和树轮温度记录在更长时间尺度上刻画了慕士塔格冰芯δ18O记录揭示的该区20世纪末急剧升温特征，即该升温幅度为小冰期结束以来之最（图6b，图7a和图7c）。

图6 小喀湖沉积物TOC含量与塔县气象站温度（a）、降水（c）和相对湿度记录（d）及慕士塔格冰芯δ18O记录对比（b）（Tian et al，2006）Fig.6 Comparisons of total organic carbon (TOC) contents in Little Kalakul Lake sediments with the records of temperature (a),precipitation (c) and relative humidity (d) observed at the Taxkorgan station, as well as with the δ18O record in Muztag Ata ice core (Tian et al, 2006) (b)

为进一步探讨慕士塔格地区的温度变化对区域与全球变化的响应，将上述四条温度记录与青藏高原东北部（Wang et al，2015）、我国大陆（Ge et al，2013）和北半球（Guillet et al，2017）温度重建记录进行了对比，结果如图7所示。可以看出，小喀湖TOC、多介质和树轮记录揭示的慕士塔格地区的温度变化与我国大陆和北半球温度重建序列均具有较好的可比性，均揭示了气候在19世纪偏冷、20世纪以来总体偏暖和20世纪末期迅速升温的特征，体现了高寒山区对区域和全球变化的快速、敏感响应特征（Mountain Research Initiative EDW Working Group，2015）。 尽 管 如此，小喀湖TOC揭示的温度变化具有其自身区域特点，体现了其区域独特性。其一，小喀湖TOC记录揭示慕士塔格地区在19世纪偏冷，与我国大陆、北半球温度重建序列一致，但有别于青藏高原东北部在19世纪气候偏暖的特征，这有效支持了青藏高原温度变化存在显著空间差异的观点（姚檀栋等，2006；王宁练，2006；张彦成等，2012），同时也进一步说明中国温度变化存在空间差异并且一定程度上有别于北半球温度变化（Ge et al，2013）。其二，慕士塔格和青藏高原东北部温度记录揭示20世纪末期的快速升温为近200年之最；而我国大陆和北半球温度记录表明20世纪末期的升温幅度并非过去200年中最大的，相反，升温幅度最大时期出现在小冰期结束向20世纪暖期转换的过程中，即约19世纪50年代至20世纪40年代，该时期我国大陆温度升温速率为(1.1 ± 1.2)℃ · (100a)−1，为过去 500 年之最（葛全胜等，2011）。该差异表明青藏高原温度变化在全球变化中具有区域独特性，体现了青藏高原古气候研究对全面认识全球变化规律的重要性。

图7 小喀湖沉积物TOC记录与邻近的树轮（2°×2°空间分辨率）（Cook et al，2012）和多介质汇总（5°×5°空间分辨率）（Shi et al，2015）网格温度重建记录和古里雅冰芯δ18O记录（Thompson et al，1997）以及青藏高原东北部（Wang et al，2015）、我国大陆（Ge et al，2013）和北半球（Guillet et al，2017）温度重建序列对比（虚线为年值，实线为3年滑动平均，阴影区域表示19世纪的相对偏冷和20世纪末期以来的迅速升温）Fig.7 Comparisons of TOC in Little Kalakul Lake sediments with temperature records reconstructed from tree rings (spatial resolution 2°×2°) (Cook et al, 2012), multiproxies in adjacent regions (spatial resolution 5°×5°) (Shi et al, 2015) and δ18O record in Guliya ice core (Thompson et al, 1997), as well as reconstructed temperature in eastern Tibetan Plateau (Wang et al, 2015), the Chinese mainland (Ge et al, 2013), and Northern Hemisphere (Guillet et al, 2017) (Dotted lines are annual values, solid lines are 3-year running means, and shadow areas show the relatively cold in the 19th century and the rapid warming since the late of 20th century)

此外，还需指出的是，小喀湖TOC揭示慕士塔格地区2000年以来呈现降温趋势，这与塔县温度观测记录（图6a）相吻合，同时得到了巴基斯坦现代气象记录的有效支持。Iqbal et al（2016）对巴基斯坦37个气象站1952 — 2009年温度记录进行研究发现，巴基斯坦北部地区近30年里呈显著降温趋势。慕士塔格地区的降温现象在青藏高原东北部地区也有体现。同时，我国大陆和北半球温度记录表明近10年来气候增暖势头正在放缓，即表现出“增暖停滞”现象（葛全胜等，2011）。有研究指出，当前的“增暖停滞”可能是自然变率导致的气候由暖转冷的一个早期信号（Hao et al，2011）。研究还表明，青藏高原的气候变化具有一定的超前性（杨保，2012）。因此，慕士塔格和青藏高原东北部地区的近期降温现象有可能是气候由暖转冷的提早表现。温度变化会引起山地冰川的迅速响应，尤其是在以青藏高原为主体的第三极冰川区。近十几年来慕士塔格地区的冰川呈现稳定状态、冰川退缩幅度较小，这可能与该区近年来的降水增加与夏季降温有关（Bolch et al，2012；Yao et al，2012；Kapnick et al，2014）。值得注意的是，上述“夏季降温观点”所用温度资料主要为模型模拟输出数据（Kapnick et al，2014），缺乏实测气象资料验证。小喀湖沉积TOC所揭示的慕士塔格地区近期降温现象，从实测数据角度有效支持了上述观点。

5 结论

小喀湖沉积物中的总有机碳（TOC）主要来源于湖泊内部水生生物，是指示流域温度变化的良好指标。小喀湖沉积TOC揭示近200年来，慕士塔格地区总体呈现升温趋势，其温度变化可以分为四个时期：1812 — 1890年和1970 — 1980年气候相对寒冷，而1890 — 1970年和1980年以来气候温暖。慕士塔格地区的温度变化与我国大陆和北半球温度变化具有很好的可比性，这体现了高寒山区对全球变化的敏感响应特征。更重要的是，慕士塔格地区的温度变化有其自身区域特点，一定程度上有别于我国大陆和北半球的温度变化：升温最为剧烈时期为1980 — 2004年，而我国大陆和北半球温度记录揭示升温幅度最大时期为19世纪50年代至20世纪40年代；近十年来，慕士塔格地区呈现降温趋势，可能造成该区冰川前进或相对稳定，并且可能是气候由暖转冷的提早表现。上述差异体现了其在全球变化中的区域独特性和超前性。

致谢：野外考察及样品采集得到了中国科学院南京地理与湖泊研究所夏威岚高级工程师和中国科学院地球环境研究所魏崇和蓝江湖及华中农业大学光武大力帮助与支持。中国科学院青藏高原研究所慕士塔格西风带环境综合观测研究站给予了有力后勤保障，在此致以诚挚感谢。

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